Ausbildungsseminar Wetter und Klima Ozeanographie I Der Kohlenstoffkreislauf im Ozean. Benjamin Siegert

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1 Ausbildungsseminar Wetter und Klima Ozeanographie I Der Kohlenstoffkreislauf im Ozean Benjamin Siegert

2 Inhaltsverzeichnis 1 Einleitung Die Ozeane der Erde Formen des im Ozean vorkommenden Kohlenstoffs Die drei Kohlenstoffpumpen Die physikalische Kohlenstoffpumpe - solubility pump Prinzip Die Verteilung anthropogenen Kohlenstoffs im Ozean Wichtige am Kohlenstofftransport beteiligte intermediäre Wassermassen Die organische Kohlenstoffpumpe - organic carbon pump Die Calciumcarbonat-Gegenpumpe - CaCO 3 counter pump Die Versauerung der Meere Der Prozess der Versauerung Auswirkungen Zusammenfassung und Ausblick 16 2

3 1 Einleitung 1.1 Die Ozeane der Erde Die Ozeane bedecken insgesamt ca. 71% der Erdoberfläche und beinhalten dabei eine Wassermenge von rund 1, m 3, was 96,5% der gesamten Wassermenge unseres Planeten ausmacht. Die durchschnittliche Meerestiefe beträgt 3800 m. Nachfolgend sind die fünf Weltmeere ihrer Fläche nach aufgelistet. Pazifischer Ozean 169, km 2 Atlantischer Ozean 106, km 2 Indischer Ozean 74, km 2 Südlicher Ozean 20, km 2 Arktischer Ozean 14, km 2 Arctic Ocean Pacific Ocean Atlantic Ocean Pacific Ocean Indian Ocean Southern Ocean Abbildung 1: Die Lage der fünf Weltmeere. Die beiden Halbkugeln sind nicht im gleichen Verhältnis mit Wasser bedeckt; 39% der nördlichen Hemisphäre sind Landmasse, während die südliche Hemisphäre zu rund 81% mit Wasser bedeckt ist. Wegen seiner Größe spielt der Ozean eine wichtige Rolle im globalen Kreislauf von Kohlenstoff und dessen Speicherung. Ein paar physikalische Eigenschaften von Meerwasser (im globalen Durchschnitt): Salinität 3,5% Gefrierpunkt 1, 9 C Dichte an der Oberfläche 1025 g/ml, in der Tiefe bis zu 1050 g/ml Schallgeschwindigkeit 1500 m/s 3

4 1.2 Formen des im Ozean vorkommenden Kohlenstoffs Im Meerwasser vorkommender Kohlenstoff wird in vier Gruppen eingeteilt: DIC, DOC, POC und PIC. Als DIC (Dissolved Inorganic Carbon) wird im Meerwasser gelöster inorganischer Kohlenstoff bezeichnet. Die Vertreter dieser Gruppe sind Kohlendioxid CO 2, Kohlensäure H 2 CO 3, Bicarbonation HCO3 und Carbonation CO3 2. Den größten Teil davon macht HCO 3 mit ca. 91% aus; 8% des DIC liegen in Form von CO3 2 vor und CO 2 und H 2 CO 3 zusammen machen nur 1% des gelösten inorganischen Kohlenstoffs aus. Gelöste organische Kohlenstoffmoleküle werden durch DOC (Dissolved Inorganic Carbon) klassifiziert. In POC (Particulate Organic Carbon) werden organische Gewebepartikel zusammengefasst. Die Grenze zwischen DOC und POC ist oft fließend, in den meisten Fällen wird sie bei 0, 45 µm Teilchendurchmesser gezogen. Das im Meerwasser vorkommende Calciumcarbonat CaCO 3 fällt in die Gruppe des PIC (Particulate Inorganic Carbon) und liegt z.b. in Form von Kalzitpanzern vor. Das Verhältnis zwischen DIC, DOC und POC liegt bei ungefähr 2000:38:1. 2 Die drei Kohlenstoffpumpen Der Ozean fungiert als gewaltige CO 2 -Senke im globalen Kohlenstoffkreislauf, so nimmt er pro Jahr netto ca. 2, 2 GtC auf. Die Aufnahme von CO 2 findet über die ozeanische Deckschicht statt und wird angetrieben durch die Partialdruckdifferenz pco 2 zwischen Ozean und Atmosphäre: pco 2 = pco 2,W pco 2,A (1) Der Fluss durch die Wasseroberfläche ist gegeben durch: F = k(v) s(t, S) pco 2 (2) Dabei bezeichnet s(t, S) die Löslichkeit von CO 2 im Wasser, die von der Salinität S und vor allem von der Temperatur T abhängt: Wärmeres Wasser kann weniger CO 2 aufnehmen als kälteres Wasser. k(v) ist die Gasaustauschgeschwindigkeit und hängt unter anderem von der Windgeschwindigkeit ab. Der Ozean kann aber mehr CO 2 aufnehmen, als durch die Löslichkeit allein möglich wäre, denn CO 2 reagiert, anders als Sauerstoff zum Beispiel, mit Wasser: CO 2 + H 2 O H + + HCO3 2H + + CO3 2 (3) CO 2 + H 2 O + CO3 2 HCO3 + H+ + CO3 2 2HCO3 (4) Durch diesen chemischen Puffervorgang nimmt netto die Konzentration von HCO3 zu und die von CO2 3 ab; das CO 2 wird praktisch komplett in andere chemische Verbindungen umgewandelt. Die typische Zeit, in der das Oberflächenwasser chemisches Gleichgewicht mit der atmosphärischen CO 2 -Konzen- tration erreicht, beträgt ein Jahr. Die Aufnahme von atmosphärischem CO 2 hängt daher stark mit der Geschwindigkeit des vertikalen Abtransports von CO 2 -reichem Wasser in die Tiefe zusammen. 4

5 Biological and physical pumps of carbon dioxide CO2 CO2 anorganic particulate organic dissolved anorganic Cooling Upwelling Sedimentation Deepwater circulation Carbonate organic carbon Carbonate CaCO 3 Abbildung 2: Darstellung der drei Kohlenstoffpumpen. 2.1 Die physikalische Kohlenstoffpumpe - solubility pump Prinzip Die physikalische Kohlenstoffpumpe, auch Löslichkeitspumpe genannt, beruht auf der thermohalinen Zirkulation im Ozean und der Abhängigkeit der Löslichkeit von CO 2 von der Temperatur. In Schichten gleicher potentieller Dichte (Isopyknen) wird kohlenstoffreiches Wasser in das Ozeaninnere befördert, wobei geneigte und dicke Isopyknen vorteilhaft für dessen Abwärtstransport sind. Die potentielle Dichte (hier dimensionslos) ist definiert durch: σ Θ = ρ(s, Θ) 1000 (5) 1 kg m 3 Hier ist Θ die potentielle Temperatur. Während in den tropischen und subtropischen Meeren die Ausgasung von CO 2 in die Atmosphäre überwiegt, nehmen vor allem im Atlantik und im Gebiet des Antarktischen Zirkumpolarstroms die kalten, dichten Wassermassen viel CO 2 aus der Atmosphäre auf und transportieren es in die Tiefe und in Richtung Äquator. Durch die langsame Umwälzung des Ozeans, die auf einer Zeitskala von bis zu 1000 Jahren geschieht, wird dem aufgenommenen Kohlenstoff zwar zum einen für lange Zeit der Kontakt mit der Atmosphäre verhindert. Gleichzeitig bedeutet dies aber, dass eine kurzfristige Störung des Kohlenstoffgleichgewichts, wie etwa durch die vermehrte Emission von CO 2 seit Beginn der Industrialisierung, auch nur auf derselben großen Zeitskala wieder ausgeglichen werden kann. Eine Erwärmung der Meere durch den globalen Klimawandel würde zum einen die Löslichkeit von CO 2 im Wasser reduzieren. Zum anderen würde sich 5

6 Abbildung 3: (a) Revellefaktor als Funktion des atmosphärischen Partialdrucks von CO 2. (b) Globale Verteilung des Revellefaktors im Oberflächenwasser. die Zirkulation verlangsamen, weil sich weniger kalte Wassermassen bilden, die ins Ozeaninnere absteigen und die Dichteschichtung des Ozeans zunimmt. In diesem Zusammenhang spricht man auch von einem bottleneck -Effekt für die physikalische Kohlenstoffpumpe. Ausserdem wirkt sich das Aufnehmen von CO 2 selbst auf die Aufnahmekapazität des Meerwassers aus. Ein Maß dafür ist der sogenannte Revellefaktor: R = [CO 2]/[CO 2 ] [DIC]/[DIC] Der Revellefaktor ist bestimmt durch den Quotienten aus dem Anteil des neu im Meerwasser aufgenommenen CO 2 und der prozentualen Änderung des DIC nach Wiedereinstellung des chemischen Gleichgewichts. Je kleiner der Revellefaktor, desto größer ist die Pufferkapazität des Wassers. Im heutigen Ozean variiert der Revellefaktor zwischen 8 und 13, die Abweichungen resultieren hauptsächlich aus lokalen Änderungen im Partialdruck des CO 2 in der Atmosphäre und Änderungen der totalen Alkalinität (siehe Abschnitt Versauerung der Meere). Abbildung 3a zeigt, wie sich eine Steigerung des Partialdrucks von CO 2 auf den Revellefaktor auswirkt. Mit steigender atmosphärischer CO 2 Konzentration ist also auch unweigerlich eine Zunahme des Revellefaktors und damit ein Rückgang der Pufferkapazität des Ozeans für CO 2 verbunden. In Abbildung 3b ist die geographische Verteilung des Revellefaktors im Oberflächenwasser dargestellt. Hier sieht man deutlich, dass in den Meeren in den hohen Breitengraden der Revellefaktor höher liegt als in den tropischen und subtropischen Meeren. Diese Meere können wegen ihrer höheren Wassertemperatur weniger CO 2 aufnehmen Die Verteilung anthropogenen Kohlenstoffs im Ozean In den 90er Jahren wurden zwei internationale ozeanographische Großprojekte durchgeführt, um unter anderem Salzgehalte, Kohlenstoffkonzentrationen, (6) 6

7 Temperaturen und die Wechselwirkung zwischen Ozean und globalem Klima zu erforschen: WOCE (World Ocean Circulation Experiment), an dem 30 Länder beteiligt waren, und JGOFS (Joint Global Ocean Flux Study). Abbildung 4: Forschungsstationen des WOCE Projekts. An beiden waren auch deutsche Institute wie die DFG und das Bundesministerium für Bildung und Forschung und einige Universitäten beteiligt. Aus den umfassenden Daten dieser Projekte, die an 9618 Messstationen auf insgesamt 95 Forschungsfahrten aufgenommen wurden, konnten nach fünfjähriger Auswertung Informationen über die Verteilung des anthropogenen Kohlenstoffs in den Ozeanen gewonnen werden, was so in der Vergangenheit bisher noch nicht möglich war. Zu anthropogenem Kohlenstoff, dessen Anteil am DIC durch Radiokohlenstoffdatierung ermittelt wird, zählen unter anderem Emissionen aus der Verbrennung von fossilen Brennstoffen und der Zementherstellung. Abbildung 5: Anthropogener Kohlenstoff in den Ozeanen. Laut der Ergebnisse dieser Projekte hat der Ozean im Anthropozän (Zeitalter seit Beginn der Industrialisierung) 118 ± 19 GtC (1 GtC = 3, 7 Gt CO 2 ) aufgenommen, was ca. 48% der gesamten durch den Menschen verursachten 7

8 Menge an CO 2 entspricht. In der südlichen Hemisphäre sind aufgrund der größeren Ozeanfläche rund 60% des gesamten in den Meeren gespeicherten anthropogenen Kohlenstoffs zu finden, alleine 40% zwischen 50 und 14 südlicher Breite. Auffallend ist der, verglichen mit seiner Fläche, hohe Anteil des Nordatlantiks (15% der Gesamtozeanfläche) von 23% des anthropogenen Kohlenstoffs. Die langsame Umwälzgeschwindigkeit des Ozeans spiegelt die Tatsache wieder, dass 30% in Tiefen bis 200 m und fast 50% in den oberen 400 m zu finden sind; die durchschnittliche Tiefe, bei der die Konzentration des Kohlenstoffs 5 µmol/kg unterschreitet, liegt bei ca m Tiefe. In Abbildung 6A sieht man, wie sich der anthropogene Kohlenstoff auf die σ Θ = 26, 0 Schicht verteilt. 20% davon sind in Schichten von σ Θ = 26, 0 oder weniger. In den Gebieten, in denen die Isopyknen die Oberfläche durchschneiden ( outcrops ), findet man die höchsten Konzentrationen. Die outcrops sind durch dicke Linien am Rand farbiger Flächen gekennzeichnet. Abbildung 6B zeigt die Verteilung anthropogenen Kohlenstoffs in der σ Θ = 27, 3 Schicht, welche durchschnittlich in einer Tiefe von 900 m liegt. Abbildung 6: Verteilung von anthropogenem CO 2 in den Isopyknen: σ Θ = 26, 0 (A) und σ Θ = 27, 3 (B). 8

9 2.1.3 Wichtige am Kohlenstofftransport beteiligte intermediäre Wassermassen AAIW (Antarctic Intermediate Water) SAMW (Sub-Antarctic Mode Water) NPIW (North Pacific Intermediate Water): NIOIW (Northern Indian Ocean Intermediate Water) NADW (North Atlantic Deep Water) Das Antarktische Intermediäre Wasser bildet sich zwischen 45 und 55 südlicher Breite durch aufsteigendes zirkumpolares Tiefenwasser. Nördlich der Subantarktischen Front bildet sich das SAMW. Beide Wassermassen nehmen große Mengen an CO 2 auf während sie an der Obefläche sind, hauptsächlich wegen der hohen Windgeschwindigkeiten in diesen Gebieten, was die Durchmischung fördert und ihrer niedrigen Anfangskonzentration an CO 2. Beide fließen nordwärts in mittlere Tiefen und nehmen große Mengen an CO 2 mit sich, schätzungsweiseüber 20 GtC. Zu sehen sind sie in Abbildung 7 als die Flächen, die sich jeweils von der linken oberen Ecke aus bis fast in äquatoriale mittlere Tiefen erstrecken. Das Nordpazifische Intermediäre Wasser ist in Abbildung 7B als die Wassermasse im rechten oberen Eck zu erkennen. Wegen der vielen intermediären Wassermassen im Nordpazifik ist es schwer einen bestimmten CO 2 Anteil einer jeweiligen Wassermasse zuzuordnen, was man auch daran sieht, dass auch unterhalb der Grenzen dieser Wassermasse, anders als bei AAIW und SAMW, noch große Mengen an anthropogem CO 2 gefunden werden. Das NPIW führt rund 3, 2 GtC mit sich. Die im Indischen Ozean vorgefundenen intermediären Wassermassen enthalten viel Wasser aus dem Roten Meer und dem Persischen Golf, wo hohe Verdunstung dichtes Wasser mit hohem Salzgehalt bewirkt, das hohe Mengen an anthropogenem CO 2 enthält und im Indischen Ozean in mittlere Tiefen absinkt. Diese führen knapp 3 GtC und sind in Abbildung 7C in der rechten Hälfte zu sehen. Das Nordatlantische Tiefenwasser ist die einzige Wassermasse in größerer Tiefe, die große Mengen an CO 2 mit sich führt. Nur 7% des gesamten anthropogenen Kohlenstoffs finden sich tiefer als 1500 m. Wie in Abbildung 7A zu erkennen ist, hat die südliche Hälfte des NADW eine kleinere CO 2 Konzentration. Das liegt daran, dass sie einer geringeren Menge CO 2 ausgesetzt war, als sie noch an der Oberfläche war und sich bereits mit angrenzenden Wassermassen am Meeresgrund durchmischt hat. Das NADW führt ca. 6, 8 GtC mit sich. Antarktischem Tiefenwasser wird nur wenig anthropogenes CO 2 zugeordnet, außerdem hatte man aus dieser Region nur begrenzte Daten zur Verfügung. Gründe für die geringen CO 2 Anteile in dieser Wassermasse sind ihr hoher Revellefaktor und der begrenzte Kontakt mit der Atmosphäre unter anderem wegen des Meereises, als es noch an der Oberfläche war. 9

10 Abbildung 7: Kohlenstoffprofile dreier Ozeane: (A) Atlantik, (B) Pazifik und (C) Indik. Schwarze Linien deuten die Isopyknen an, grau umrandete Gebiete stellen die intermediären Wassermassen dar. 2.2 Die organische Kohlenstoffpumpe - organic carbon pump Ein weiterer wichtiger Mechanismus für den vertikalen Transport von Kohlenstoff ist die organische Kohlenstoffpumpe. Sie basiert auf dem Zusammenspiel von Absinken und Remineraliseren von POC auf den Meeresgrund und dessen Zersetzung durch Bakterien und Mikroorganismen und hängt stark von Sonneneinstrahlung und dem Nährstoffangebot ab. In der euphotischen Zone lebendes Phytoplankton bindet das im Meerwasser gelöste CO 2 durch Photosynthese entweder in Form von CO 2 oder HCO 3, was wiederum den Partialdruck von CO 2 in der Deckschicht vermindert und so den chemischen Puffervorgang entlastet bzw. die weitere Aufnahme von CO 2 aus der Atmosphäre fördert. Die geschätzte jährliche Bruttoprimärproduktion 10

11 von POC durch das Phytoplankton beträgt 103 GtC und die - durch Subtraktion der durch autotrophe Respiration gebildeten CO 2 Menge - jährliche Nettoprimärproduktion 45 GtC. Abzüglich der Menge an CO 2, die durch heterotrophe Respiration des Zooplanktons. das sich vom Phytoplankton ernährt, freigesetzt wird, bleiben 11 GtC, die die biologische Pumpe jährlich in tiefere Wasserschichten befördert. Das gesunkene POC wird entweder durch Mikroorganismen remineralisiert, d.h. wieder in seine anorganischen Bestandteile zerlegt, oder lagert sich, wenn es den Meeresgrund erreicht hat, in der Sedimentschicht an. Die Remineralisierung erfolgt dabei hauptsächlich in Tiefen bis zu 1000 m. Aufsteigendes Wasser kann den dabei entstandenen DIC und Nährstoffe wieder in seichtere Wassermassen bringen, was einerseits zu Ausgasen von CO 2 führt, andererseits aber wiederum die Produktion von Biomasse fördert. Abbildung 8: (A) Vor Industrialisierung mit 280 ppm CO 2, errechnet aus Löslichkeitskoeffizienten von CO 2 in Wasser, ohne organische Pumpe. (B) Gleiche Rechnung wie (A), nur mit 360 ppm CO 2. (B)-(A) zeigt Menge an DIC anthropogenen Ursprungs. (C) Aus gemessenen Daten von DIC im Pazifischen Ozean. (C)-(B) spiegelt den Beitrag der organischen Pumpe zum DIC Haushalt wider. Abbildung 8 verdeutlicht den Beitrag der organischen Kohlenstoffpumpe zum Kohlenstoffkreislauf. Kurve A zeigt die aus Löslichkeitskoeffizienten errechnete Verteilung von DIC im Ozean. Dabei wurde von einem atmosphärischen 11

12 CO 2 Partialdruck von 280 ppm ausgegangen, weshalb diese Kurve eine mögliches Kohlenstoffprofil vor der Industrialisierung zeigt. Die Berechnung der Kurve B erfolgte auf die selbe Art und Weise, nur diente ein atmosphärischer Partialdruck von 360 ppm, so wie er heutzutage ungefähr vorliegt, als Grundlage. Biologische Prozesse zur CO 2 Speicherung wurden bei beiden Kurven nicht mit eingerechnet. Die Differenz von B und A zeigt deshalb die Menge anthropogenen Kohlenstoffs, der im Ozean gespeichert ist. Kurve C basiert auf im pazifischen Ozean gemessenen DIC-Werten. Deswegen spiegelt die Differenz aus C und B den Beitrag der organischen Kohlenstoffpumpe zum DIC Haushalt des Ozeans wieder. Ohne organische Kohlenstoffpumpe würde heute der atmosphärische Partialdruck von CO 2 schätzungsweise um ppm höher liegen. 2.3 Die Calciumcarbonat-Gegenpumpe - CaCO 3 counter pump Die Calciumcarbonat-Gegenpumpe wirkt den anderen beiden Pumpen entgegen, weil sie im Gegensatz zu diesen eigentlich eine Freisetzung von CO 2 in die Atmosphäre bewirkt. Sie beruht auf der Bildung von Calciumcarbonat durch Phytoplankton, die dieses für die Bildung ihrer Kalzitpanzer verwenden: Ca HCO3 CaCO 3 + H 2 O + CO 2 (7) Ca 2+ + CO3 2 CaCO 3 (8) Dabei wird zum einen CO 2 freigesetzt und zum anderen verringert sich die Konzentration an Carbonationen, die eine wichtige Rolle im chemischen Puffersystem spielen, da sie mit CO 2 und Wasser zu HCO3 reagieren (siehe Gleichung 4). Man hält die Calciumcarbonat-Gegenpumpe als einen wichtigen Faktor für das Alkalinitätsprofil des Ozeans. Die (Carbonat-) Alkalinität ist wie folgt definiert: A C = [HCO 3 ] + 2[CO2 3 ] + [OH ] [H 3 O + ] (9) und ist ein Maß für das Säurebindungsvermögen einer Flüssigkeit. Wird in der Deckschicht CaCO 3 produziert, vermindert sich dort folglich die Alkalinität. Die kalkbildenden Organismen sinken nach ihrem Tod ab und unterhalb des Carbonat-Sättigungshorizonts wird das CaCO 3 wieder gelöst, wodurch dort die Alkalinität steigt. In ihrer Stärke ist die Calciumcarbonat-Gegenpumpe nur rund ein Zehntel so groß wie die physikalische und die biologische Kohlenstoffpumpe; so moduliert sie nur die Kohlenstoffaufnahme im Ozean. 12

13 Abbildung 9: Änderung des ph-werts der Meere, abhängig vom atmosphärischen Partialdruck von CO 2. 3 Die Versauerung der Meere 3.1 Der Prozess der Versauerung Die Versauerung der Meere, die sich in einem sinkenden ph-wert des Meerwassers äussert, ist eine der Hauptfolgen der menschlichen CO 2 -Emissionen. Meerwasser ist mit einem mittleren globalen ph-wert von 8,1 leicht basisch. Durch die Aufnahme von CO 2 steigt, wie in folgenden Gleichungen beschrieben, die Konzentration der H 3 O + -Ionen: CO 2 + H 2 O H + + HCO3 2H + + CO3 2 (10) CO 2 + H 2 O + CO3 2 HCO3 + H+ + CO3 2 2HCO3 (11) Dadurch sinkt der ph-wert des Wassers. So ist seit Beginn der Industrialisierung die Konzentration der H 3 O + -Ionen um rund 30% gestiegen, was sich in einer Abnahme des ph-werts um 0,1 Einheiten äussert. Bis zum Ende dieses Jahrhunderts wird ein weiteres Sinken des ph-werts um 0,2 bis 0,4 Einheiten vorhergesagt. Abbildung 9 veranschaulicht, wie sich ein weiteres Steigen der CO 2 -Konzentration in der Atmosphäre auf den ph-wert auswirkt. Das Worst-Case-Szenario, das davon ausgeht, dass der größte Teil aller fossilen Brennstoffe verbraucht wird, sagt ein Sinken um 0,7 Einheiten voraus, was eine so starke Versauerung bedeuten würde wie sie unsere Erde seit 300 Millionen Jahren nicht erlebt hat. Um auf natürlichem Wege bei einer so starken Versauerung wieder auf das vorindustrielle Niveau zu gelangen würde mehrere zehntausend Jahre dauern. 13

14 Abbildung 10: Veränderung des ph-wertes bei doppelter CO 2 -Konzentration in der Atmosphäre. In Abbildung 10 wird die Verschiebung des Gleichgewichts der drei Formen des DIC untereinander bei einer Verdopplung der atmosphärischen CO 2 - Konzentration gezeigt, insbesondere wird deutlich wie sich dieses zu Lasten des Carbonations bewegt. Diese Abnahme ist eine weitere Konsequenz der Aufnahme von CO 2 durch das Meer. So ist die CO3 2 -Konzentration seit der Industrialisierung bereits um 10% zurückgegangen. Die Konzentration der Carbonationen bestimmt, ob Calciumcarbonat ausfällt oder gelöst wird, so führt eine Abnahme der CO3 2 -Konzentration zu einem Rückgang des Sättigungsgrades des Meerwassers für CaCO 3. Die Sättigung hängt stark vom Druck ab, weswegen tiefere Wasserschichten im Allgemeinen untersättigt sind in Bezug auf Calciumcarbonat. 3.2 Auswirkungen Die Versauerung der Meere hat durch das Steigen des Sättigungshorizonts für Calciumcarbonat weitreichende Konsequenzen vor allem für kalkbildendes Plankton und Korallen. CaCO 3 liegt im Ozean in zwei Formen vor: in Calcit, der stabilen Form, und Aragonit, der metastabilen Form, was heißt, dass Aragonit leichter löslich ist als Calcit. In Abbildung 11 ist die Konzentration von CO3 2 abhängig vom atmosphärischen CO 2 -Gehalt aufgetragen. Die verschiedenen Kurven stellen dabei verschiedene Modelle zur Berechnung dar. Dabei sagt ein Großteil der Modelle voraus, dass bei einem Anstieg der CO 2 -Konzentration in der Atmosphäre auf 600 ppm das Oberflächenwasser des Südlichen Ozeans untersättigt sein wird in Bezug auf Aragonit, was eine Bedrohung für Lebensfor- 14

15 Abbildung 11: Sättigungshorizonte für Calcit und Aragonit im Südlichen Ozean in Abhängigkeit vom atmosphärischen CO 2 -Gehalt. men darstellt, die Aragonitpanzer produzieren. In den polaren Meeren werden ab 450 ppm große Teile der Wasserflächen untersättigt sein. Darüber hinaus zeigt ein Großteil aller Korallen bei einem CO 2 -Gehalt von 700 ppm einen Rückgang der Kalkbildung um bis zu 56%; bei 560 ppm wird sie bereits um ein Drittel zurückgegangen sein. Die Auswirkungen eines sauereren Ozeans auf die Photosynthese von Phytoplankton ist gegenwärtig noch nicht genau verstanden, man geht aber von einer Steigerung der biologischen Produktionsrate bei steigendem atmosphärischen CO 2 -Gehalts aus. Die Versauerung hat außerdem noch Auswirkungen auf andere Prozesse: Die chemische Pufferkapazität des Ozeans wird durch ein Sinken des ph-werts vermindert und das Steigen des Sättigungshorizonts bewirkt, dass weniger CaCO 3 gebildet wird. Die Bildung von Calciumcarbonat führt ja bekanntlich zu einer Freisetzung von CO 2, sodass dieser Effekt sogar eine vermehrte Aufnahme von CO 2 durch den Ozean bedeuten könnte. Das Ausmaß dieses Effekts wird aber nur auf ppm bis zum Ende dieses Jahrhunderts geschätzt. Andererseits stellt CaCO 3 als Panzer bei kalkbildenden Organismen einen Ballast bei deren Abwärtstransport im Ozean dar, sodass sich verminderte Kalkproduktion negativ auf ihre Sinkgeschwindigkeit und damit auf die Effizienz der organischen Pumpe auswirkt. Deshalb sind Auswirkungen der Versauerung auf den Nettofluss von CO 2 von der Atmosphäre in den Ozean noch ziemlich unsicher. Sicher ist nur, dass die Versauerung der Meere nur durch eine drastische Begrenzung der anthropogenen CO 2 -Emissionen in Schach gehalten werden kann. 15

16 Abbildung 12: Globale, jährliche Kohlenstoffbilanz. Braune Linie: Gesamte anthropogene Emissionen. Differenz braune Linie und blaue Linie: terrestrische Aufnahme. 4 Zusammenfassung und Ausblick Der Ozean ist ein wichtiger Faktor in der Unschädlichmachung anthropogenen Kohlenstoffs in der Atmosphäre. So hat er seit Beginn der Industrialisierung rund 48% des durch Verbrennung fossiler Brennstoffe und Zementherstellung entstandenen Kohlenstoffs aufgenommen und die atmosphärische CO 2 - Konzentration würde um rund 55 ppm größer ausfallen. In Abbildung 12 wird der jährliche Anteil der Atmosphäre, Biosphäre und Hydrosphäre am Kohlenstoffhaushalt der Erde anschaulich dargestellt. Der ozeanische Anteil an der Aufnahme hat sich aber durch die verschiedenen Rückkopplungsprozesse wahrscheinlich bereits auf 37% verringert und wird in Zukunft auch noch weiter sinken, sodass der Anteil des luftübertragenen Kohlenstoffs zunehmen wird. Dafür sorgen die Erwärmung des Ozeans, wodurch die Löslichkeit von CO 2 im Ozean sinkt; die damit einhergehende zunehmende Dichteschichtung des Wassers, die dazu führt, dass die thermohaline Zirkulation und damit die physikalische Pumpe geschwächt wird und das Abschwächen des chemischen Puffers, das durch steigenden Revellefaktor, sinkenden ph-wert und Änderungen in der ionischen Zusammensetzung des Meerwassers bewirkt wird. Modellrechnungen sagen eine Abschwächung der Aufnahmekapazität von 5-16% voraus. Auch die großen Zeitskalen stehen einer schnellen Reäquiliebrierung im Wege; so geht man bei der physikalischen Pumpe von hunderten bis tausenden von Jahren, bei der organsichen Pumpe von mehreren zehntausend Jahren bis zu einer Wiedereinstellung des Kohlenstoffgleichgewichts aus. Jedoch sind die 16

17 Auswirkungen eines Klimawandels auf die organische Kohlenstoffpumpe ziemlich ungewiss, man geht aber davon aus, dass eine eventuelle Stärkung der organischen Pumpe durch einerseits höhere CO 2 -Gehalte, was sich ja positiv auf die Photosynthese auswirkt und andererseits durch ein Abschwächen der Zirkulation (geringere Zirkulation bedeutet auch weniger aufsteigendes Wasser, das das Absinken von POC bremst) die Schwächung der physikalischen Pumpe nicht aufwiegen kann. Modellrechnungen sagen eine Zunahme des luftübertragenen Kohlenstoffs von 4 bis 44% voraus. 17

18 Prozess Faktoren Rückkopplung, Stärke Reäquilibrierungsskala [kyr] WSK Biol. Prod. von organischem Kohlenstoff, Änderungen in den biol. Pumpen Erwärmung, Zirkulation, Nährstoffvorrat, Strahlung, atm. CO2, ph +/- mittel 0, % Biol. Prod. von CaCO3 Erwärmung, atm. CO2, ph +/- klein 0, % Speicherung im Ozean atm. CO2, Zirkulation - hoch % Änderungen der chemischen Parameter Erwärmung, atm. CO2, Zirkulation + mittel % Lösung von CaCO3 Sedimenten ph, Zirkulation - hoch 40 99% Erosion von Silikaten atm. CO2, Erwärmung - mittel % Tabelle 1: Auflistung der Rückkopplungen zwischen Klimawandel und ozeanischen Prozessen im Kohlenstoffkreislauf 18

19 Literatur [1] Wikipedia - Ozean [2] Wikipedia - solubility pump [3] IPCC - Climate change 2007 [4] McGillis et al. - Direct covariance air-sea CO2 fluxes [5] Siegenthaler, Sarmiento - Atmospheric carbon dioxide and the ocean [6] Raven, Falkowski - Oceanic sinks for atmospheric CO2 [7] Sabine et al. - The Oceanic Sink for Anthropogenic CO2 [8] Lettre pigb-pmrc France du Changement global No 21 - Ocean acidification and its consequence [9] Nature Vol. 425, p Anthropogenic carbon and ocean ph [10] - Versauerung der Meere [11] - Kohlenstoff im Ozean 19